贵州新民石门坎三叠系关岭组底部火山凝灰岩锆石U-Pb年龄及意义

柴珺，江大勇，周敏，孙作玉，齐宁远，Ryosuke MOTANI，Andrea TINTORI

1) 北京大学地球与空间科学学院，造山带与地壳演化教育部重点实验室，中国北京，100871;2) 中国地质大学(北京)地球科学与资源学院，地质过程与矿产资源国家重点实验室，中国北京，100083；3) 地球与行星科学系,加州大学戴维斯分校，美国加利福尼亚，95616-8605；4) 米兰大学地球科学系，意大利米兰，34-20133

内容提要:华南地区三叠系地层发育，安尼阶底界(即下—中三叠统界线)附近广泛发育浅绿色火山凝灰岩或凝灰质碎屑岩，俗称 “绿豆岩”。国际安尼阶底界界线层型候选剖面——位于南盘江盆地内的贵州关刀剖面和广西湾头剖面，已获得可对比的“绿豆岩”锆石U-Pb年龄，但在相邻的上扬子台地上尚缺少对安尼阶底界测年的可对比数据。笔者采集了贵州省盘州市新民镇石门坎剖面三叠系关岭组底部的多层“绿豆岩”，利用LA-ICP-MS获得锆石的U-Pb年龄。结果显示，石门坎剖面关岭组底部的锆石结晶年龄为246.9±1.1 Ma，可与南盘江盆地内及上扬子台地区出露安尼阶底界的剖面相对比。其绝对年龄为上扬子台地区内的安尼阶底界年龄对比提供了参照，有助于限定中三叠世海生爬行动物群所代表的海洋生态系统的复苏时间。石门坎剖面地层沉积连续，未来有望继续开展综合地层学的研究。

二叠纪末期生物大绝灭后生物复苏模式是学界长期以来关注的热点问题，其中尤以生态系统的重建时间及速率受到最广泛的关注。依据前人观点，地球的生态系统在中三叠世安尼期之前并未得到全面的恢复(Chen Zhongqiang and Benton,2012)。以海洋生态系统为例，早三叠世已经出现了诸如巢湖动物群(江大勇等,2011;陈冠宝等,2013)、南漳远安动物群(程龙等,2015；陈粲等,2016)、江苏句容鱼群(刘冠邦等,2002)、北极区斯匹兹卑尔根动物群(Cox and Smith,1973)、北美不列颠哥伦比亚动物群(Schaeffer and Mangus,1976)等海生脊椎动物群，显示出相对较高营养级的海洋脊椎动物已在全球广泛分布且多样性较高，但低营养级的无脊椎动物化石却显单调，生态系统营养结构相对简单，复苏进程相对缓慢(Payne et al.,2004;江大勇等,2011;Benton et al.,2013)；至中三叠世安尼期，以盘县动物群和罗平动物群为代表的海生爬行动物群出现，营养级结构趋于复杂，以珊瑚礁为核心的生物群落再次出现，海洋生态系统进入快速复苏阶段(Motani et al.,2008;张启跃等,2008;Jiang Dayong et al.,2009;江大勇等,2011;Hu Shixue et al.,2011;Chen Zhongqiang and Benton,2012;Benton et al.,2013;尹超等,2014;文芠等,2015)。由此可见，早三叠世与中三叠世界线前后，是地球海洋生态系统发生重大转折的关键时期。因此，对下三叠统与中三叠统界线——也即安尼阶底界的准确识别、测年以及在不同相区、不同区域间的对比十分重要。

然而，由于对于界线位置的划分存在一定争议，也缺少可以统一进行广泛全球对比的标志，下—中三叠统界线目前尚缺乏全球界线层型剖面和点(GSSP)的支持。目前国际上重点考虑的候选层型剖面为罗马尼亚多布罗加(Dobrogea,Romania)的Deli Caira Hill剖面，在该剖面中以菊石Paracrochordiceras—Japonites带的底界或者正磁极MT1n的底界作为进入安尼阶的标志(Grãdinaru et al.,2007;Hounslow and Muttoni,2010)。但由于菊石带的底界层位与磁性地层的底界并不在同一层位，不是严格意义上的等时，因此安尼阶底界的确切位置仍待确定。出现于安尼阶底部的牙形石Chiosellatimorensis在全球分布广泛，在北美和亚洲之间可对比，目前认为可将其首现作为安尼阶底界的识别标志之一(姚建新等,2004;Orchard,2010;Chen Yanlong et al.,2016;Chen Yan et al.,2020；Gradstein et al.,2020)。但由于Chiosellatimorensis的首现位于传统的下三叠统上部菊石Neopopanocerashaugi带中，关于这一牙形石分子的首现是否可作为安尼阶底界的标志同样还存在争议(Goudemand et al.,2012;Gradstein et al.,2020)。

中国华南地区广西关刀、湾头等剖面目前同样作为安尼阶底界GSSP的候选层型剖面。前人对关刀剖面的研究程度高，在生物地层学、同位素地球化学、氧化还原敏感元素、磁性地层学、放射性同位素测年、天文旋回定年等方面进行了大量工作(Lehrmann et al.,2006,2015;Meyer et al.,2011;Sun Yadong et al.,2012;Song Huyue et al.,2014;Song Haijun et al.,2015;Li Mingsong et al.,2016,2018)。对湾头剖面，近年来也在牙形石及菊石生物地层、碳同位素分析、放射性同位素测年、海水温度变化等方面进行了详细的研究(Galfetti et al.,2008;Sun Yadong et al.,2012;Ovtcharova et al.,2015;Yan Chunbo et al.,2015;Chen Yan et al.,2020)。绝对年龄测试方面，Lehrmann等(2006)从关刀剖面采集凝灰岩样品并从中挑选锆石进行测年，结果分别为246.77±0.13 Ma、247.13±0.12 Ma、247.32±0.08 Ma、247.38±0.10 Ma。结合牙形石Chiosellatimorensis的首现层位，Lehrmann等(2006)认为安尼阶底界的年龄应该在247.2 Ma左右。Ovtcharova等(2015)从广西湾头剖面采集了多层凝灰岩样品并进行锆石U-Pb测年，得到了14个层位的年龄值，并结合生物地层带和贝叶斯插值法建立了时间模型，将247.05±0.60 Ma作为安尼阶底界的年龄值。国际地层年代表中则将下三叠统与中三叠统界线处的绝对年龄值定为247.2 Ma (Cohen et al.,2013)。

发育于上扬子台地及南盘江盆地的 “绿豆岩(Green bean rock)”——含豆状硅质颗粒的浅绿色火山凝灰岩(关建哲等，1990)，长期以来被视为华南地区划分下—中三叠统界线的可选标志之一(Lehrmann et al.,2006;Yan Chunbo et al.,2015;Tong Jinnan et al.,2019)。横向上看，“绿豆岩”在黔西南青岩、关岭、望谟、晴隆、黔南罗甸、滇东师宗等地区均广泛分布。“绿豆岩”在纵向上的分布范围不均一，在不同剖面间可能存在一层或多层，单层厚度在1～3 m。在上扬子区，“绿豆岩”被划分到中三叠统关岭组最底部；在南盘江盆地中，则在罗楼组最顶部及百丰组最底部呈多层分布(杨遵仪和张舜新，2000)。虽然通过从"绿豆岩"层中挑选锆石并进行U-Pb测年是解决安尼阶底界绝对年龄问题的可选方式，但由于国际认可的生物化石标志并没有在出现在“绿豆岩”中，且不同剖面中可能会分布有多层“绿豆岩”，这对进行不同地区、不同相区高分辨率等时对比造成了一定困难。此外，由于不同区域沉积环境不同，直接根据沉积旋回有时也较难对比，根据“绿豆岩”厚度进行对比也并不可靠。此外，目前在华南进行的下—中三叠统界线研究中，关刀、湾头等候选剖面均位于南盘江盆地内，而与之相邻的上扬子台地上目前缺少可对比的剖面，也缺少“绿豆岩”锆石U-Pb测年的数据。

本研究对位于上扬子台地的贵州盘州新民镇石门坎剖面进行了考察，采集了四层“绿豆岩”样品。该剖面中的“绿豆岩”为含有球状颗粒的浅绿色凝灰岩。本研究通过对所采集“绿豆岩”中的锆石进行U-Pb定年，确定上扬子台地中典型“绿豆岩”代表的绝对年龄，为进行华南地区上扬子台地与南盘江盆地间安尼阶底界的对比、中三叠世海洋生态系统的起始复苏时点提供一个可供参考的剖面和年龄数据。

1 剖面及采样位置

样品采集自贵州省盘州市新民镇东北5.2 km的石门坎剖面(北纬25°30′31.035″，东经104°52′46.248″,图1)，区域内主要发育三叠系的灰岩及白云岩，以及部分二叠系的灰岩、砂岩和页岩。研究区内位于上扬子地台区且出露下—中三叠统地层的剖面主要有关岭永宁镇剖面。永宁镇剖面出露完整的永宁镇组碳酸盐岩组合，最上部第四段为灰色厚层微晶白云岩、岩溶角砾白云岩夹纹层状泥质白云岩,含牙形石Neogodolellanavicula-N.constricta层；上覆地层以出露关岭组最底部黄绿色凝灰岩(“绿豆岩”)为特点，厚约 1 m，"绿豆岩"上部灰色中厚层白云质灰岩中含双壳Costatoriagoldfussiamansuyi—Leptochondriaillyria组合带(杨遵仪和张舜新，2000)。石门坎剖面出露下三叠统永宁镇组最上部白云质灰岩及关岭组一段最底部的浅绿色凝灰岩(“绿豆岩”)、灰色薄层灰岩(图2a,d)。永宁镇组出露最顶部的4.4 m，下未见底，以灰白色薄层白云质灰岩为主，最上部以灰白色薄层钙质泥岩与关岭组底界整合接触。关岭组底部的浅绿色凝灰岩沉积厚度较大，约有1 m，在野外露头中特征十分明显；向上逐渐出现凝灰岩与薄层灰岩的互层，以及灰色薄层灰岩与深灰色薄层钙质泥岩的互层。该剖面位于关岭组一段最下部，向上未见顶；盘县动物群出现于关岭组二段上部，该剖面的“绿豆岩”层位位于盘县动物群化石产出层位之下，但具体间隔未知。剖面露头上未见明显的生物化石,牙形石生物地层学工作正在进行中，本文暂不做讨论。

图2 贵州新民镇石门坎剖面关岭组底界附近地层柱状图(a)及剖面照片(b)—(d):(b) 第0～2层, (c) 第3和第4层,(d) 剖面全貌Fig.2 The stratigraphic column (a) and profiles photos (b)—(d) around the bottom of the Guanling Formation at Shimenkan Section,Xinmin Town,Panzhou,Guizhou:(b) Layer 0 to Layer 2,(c) Layer 3 and Layer 4,(d) the panorama

笔者等采集了关岭组一段最下部4个凝灰岩层的样品，并挑选锆石进行分析。样品SMK01采集自关岭组一段最底部，与永宁镇组顶界整合接触的浅绿色凝灰岩中，野外标号为第0层(图2a、b)。受差异风化的影响，关岭组一段底部的凝灰岩层段相较于灰岩层位内凹，在底界处形成一个平台。平台上堆积有大量因风化剥蚀作用而掉落的分选差的岩屑，全部清理难度较大。为避免不同层位混样带来的误差，本研究从堆积物上方出露原始层位的凝灰岩层中采集第一份样品SMK01，位置在两个组界线上方0.6 m处。鉴于石门坎剖面第0层的沉积厚度大，层内纹层均匀发育，应当是同一期火山活动快速沉积的结果。因此认为，从界线上方0.6 m处采集的样品SMK01，其年龄仍可代表关岭组一段底部与永宁镇组顶部界线处的年龄。样品SMK02，SMK03，SMK04分别采集自上覆第1至3层的浅绿色凝灰岩中 (图2a、b、c)，采样位置分别在关岭组一段底界之上1.2 m处,1.4 m处和1.6 m处。每份样品均重约2 kg。

2 分析测试方法

笔者将采集的每层凝灰岩样品各1 kg委托北京地时科技有限公司进行锆石的分选、制靶及阴极发光照相(CL图)。首先将原岩样品粉碎，然后进行常规重力分选，之后利用矿物介电分选仪进行磁选，最后在显微镜下挑选出锆石。其中，SMK01挑选出锆石2000粒，SMK02挑选出锆石1.5 mg，SMK03获得2 mg，SMK04获得500粒。各选取自形程度高的锆石200粒制成环氧树脂靶，并对样品靶进行阴极发光照相。阴极发光图像显示四份样品中的大部分锆石均具有较为清晰的韵律环带，可识别出核部及幔部，具有典型岩浆锆石的特征(图3)。

图3 贵州新民镇石门坎剖面关岭组底界凝灰岩中锆石U-Pb测年CL图像及对应年龄值Fig.3 Cathodoluminescence (CL) images and the ages of zircons from tuffs of the bottom of the Guanling Formation at Shimenkan Section

结合锆石的阴极发光图像，每份样品均选择32枚内部环带清晰、无裂纹、无包裹体的锆石进行测试。锆石U-Pb定年在中国地质大学(北京)矿物激光微区分析实验室(Milma Lab)通过LA-ICP-MS方法完成的。实验中，使用New Wave 193UC型ArF准分子激光器进行剥蚀取样，Angilent 7900四级杆型等离子质谱仪测试离子信号强度，以N2作为保护气。所有样品靶在放进样品靶托前，均用低浓度硝酸和无水乙醇多次反复擦拭，以尽量排除普通Pb的干扰。正式样品分析前采用激光线扫描SRM NIST610(束斑35 μm，扫描速度5 μm/s)来进行信号调谐。实验过程中采用NIST 610作为元素含量外标，锆石91500 (Wiedenbeck et al.,2004)作为U-Pb同位素比值外标，锆石GJ-1 (Jackson et al.,2004)和Plesovice (Slama et al.,2008)作为未知样品的数据质量监控标来进行分析。一组样品测试2～3个NIST610，每组样品有数个循环，每个循环内有2个外标91500、1个监测标Plesovice和1个监测标GJ-1以及8个样品。每个点位的数据首先通过Angilent ICP—MS内置的Mass Hunter软件来进行转化，生成每个点位的信号—时间关系文件。数据处理采用ICPMS DataCal 软件(Hu Zhaochu et al.,2012;Liu Yongsheng et al.,2008,2010a,2010b)，同位素比值及年龄误差均为1σ。普通铅采用Andersen (2002)程序进行校正，谐和图和年龄均值图均采用Isoplot软件(Ludwig,2001)进行绘制。

3 样品及测试结果

样品SMK01的测年结果中，测试点07、13、18、26的年龄显著偏老。阴极发光图像下，这四枚锆石的核部与幔部过渡不均匀，韵律环带较窄，显示出多期生长的特点，可能为岩浆上涌时携带的围岩中的锆石(图3a)。其他28枚被测锆石韵律环带清晰，核部及幔部过渡均匀，应当于火山喷发时自生形成。将该28个测试点的加权年龄解释为第0层凝灰岩形成年龄，其n(206Pb)/n(238U)加权平均值为246.9±1.1 Ma (MSWD = 0.58;图4a,b;表1)。

表1 贵州盘州新民石门坎剖面第0层凝灰岩SMK01中锆石LA-ICP-MS测年分析结果Table 1 LA-ICP-MS data of zircons of SMK01 from Layer 0 tuff beds in Shimenkan Section,Xinmin Town,Panzhou,Guizhou

样品SMK02的测年结果中，测试点01、06、08、11、12、16、20、24、26、27、28、31的年龄均较大。其中，测试点16和28的年龄显著偏高，阴极发光图像下，其韵律环带相较于其他锆石不甚清晰，核部较不规则，可能是岩浆上涌过程中的捕获晶(图3b)。测试点06、08、11、12、20、24、26、27、31的年龄相对偏高，阴极发光图像下锆石核部与幔部边界相对不均匀，核部与韵律环带形状不一致，推测其为岩浆上涌时携带的围岩中的锆石(图3b)。测试点02和14因积分时间过短，结果不准确而被剔除。测试点01的结果因谐和年龄低被剔除。其他18枚被测锆石韵律环带清晰，未见继承锆石核部，应为自生锆石。将该18个测试点的年龄解释为第1层凝灰岩的形成年龄，其n(206Pb)/n(238U)加权平均值为245.0±1.3 Ma (MSWD = 0.42;图4c,d;表2)。

表2 贵州盘州新民石门坎剖面第1层凝灰岩SMK02中锆石LA-ICP-MS测年分析结果Table 2 LA-ICP-MS data of zircons of SMK02 from Layer 1 tuff beds in Shimenkan Section,Xinmin Town,Panzhou,Guizho

图4 贵州新民镇石门坎剖面关岭组底界锆石U-Pb测年谐和图Fig.4 The U-Pb concordia diagram of zircons from tuffs of the bottom of the Guanling Formation at Shimenkan section

样品SMK03的测年结果中，测试点01、02、10、11、12、14、16、19、20、24、25、26、28的年龄显著偏老。阴极发光图像下，测试点01、12锆石的核部发育裂隙；测试点10、25的核部出现港湾状构造，推测是被后期岩浆作用融蚀导致的；测试点02、11、14、26、28的核部形态及韵律环带相对不均匀，推测是岩浆上涌过程中的捕获晶(图3c)。测试点16、19、20、24在CL图像中未出现明显的异常特征，但测试结果中U,Pb含量异常(表3)；透射光及反射光照片中，亦未见明显的异常特征。目前认为有可能是该样品中存在极细小的包裹体及裂隙，在照片中均未能显著体现。包括测试点10及上述四个测试点中异常高的U,Pb含量值不能代表最后一期岩浆活动，剔除该结果。其他19枚被测锆石的核部规则，韵律环带清晰，符合自生锆石的特点。将该19个测试点的年龄解释为第2层中凝灰岩夹层的形成年龄，其n(206Pb)/n(238U)加权平均值为245.8±1.7 Ma (MSWD = 1.11;图4e,f;表3)。样品SMK04的测年结果中，测试点04、08、09、12、13、16、19、20、21、25、26、31、32的年龄明显偏高。阴极发光图像下，测试点04锆石核部边界钝圆，推测是后期捕获过程中受岩浆热作用重融的结果；测试点08核部较不明显，韵律环带清晰但略不平直。测试点12、19、20、21的韵律环带相对其他锆石较为晦暗；测试点25、26的韵律环带相对于其他锆石略不清晰；测试点31、32的韵律环带相对不均匀(图3d)。上述特征表明，这些锆石有可能是在岩浆上涌过程中捕获的，不能代表本次岩浆活动的年龄。测试点05、09、14、15、16的年龄结果谐和度过低。测试点13因积分时间过短，结果不准确而被剔除。其他16枚被测锆石韵律环带清晰，核部及幔部边界清晰而明确，应当是火山喷发时的自生锆石。将该16个测试点的年龄解释为第3层凝灰岩夹层的形成年龄，其n(206Pb)/n(238U)加权平均值为243.9±1.6 Ma (MSWD = 0.37;图4g、h;表4)。

表3 贵州盘州新民石门坎剖面第2层凝灰岩SMK03中锆石LA-ICP-MS测年分析结果Table 3 LA-ICP-MS data of zircons of SMK03 from Layer 2 tuff beds in Shimenkan Section,Xinmin Town,Panzhou,Guizhou

表4 贵州盘州新民石门坎剖面第3层凝灰岩SMK04中锆石LA-ICP-MS测年分析结果Table 4 LA-ICP-MS data of zircons of SMK04 from Layer 3 tuff beds in Shimenkan Section,Xinmin Town,Panzhou,Guizhou

4 讨论

“绿豆岩”在华南地区的广泛分布，前人在不同区域都进行了测定。下扬子区的“绿豆岩” 出现在嘉陵江组与巴东组界线处。对远安洋坪巴东组底界“绿豆岩”中锆石测年的结果显示，其年龄为246.7±2.0 Ma (陈粲等,2016)。上扬子区的“绿豆岩”在四川、重庆地区出现在嘉陵江组与雷口坡组界线处，在黔西南、滇东地区则出现在永宁镇组与关岭组界线处。对重庆铜梁雷口坡组底部“绿豆岩”中锆石测年的结果为245.86±0.98 Ma (孙艳等,2017)。谢韬等(2013)对罗平板桥镇张口洞剖面关岭组底部的“绿豆岩”进行测年，得到的锆石U-Pb年龄为246.6±1.4 Ma。本研究中盘州新民镇石门坎剖面关岭组底界之上0.6 m处“绿豆岩”样品SMK01的年龄值为246.9±1.1 Ma。上述研究中均使用LA-ICP-MS进行锆石U-Pb年龄的测定，其各自年龄值均在该方法的实验误差范围之内。重庆雷口坡组底界的“绿豆岩”年龄较低，有可能是更新一期的火山活动。洋坪剖面、石门坎剖面和张口洞剖面“绿豆岩”的年龄值基本接近，表现出很好的等时性，代表了同一期火山活动。石门坎剖面关岭组底界之上的“绿豆岩”样品SMK02、SMK03和SMK04的年龄较新，均小于245 Ma，代表了安尼期早期的多期火山活动。王彦斌等(2004)和郑连弟等(2010)先后对贵州望谟县甘河桥剖面牙形石Chiosellatimorensis首现层位之上0.5 m处的“绿豆岩”进行测年，利用SHRIMP进行U-Pb测试得到的年龄值分别为239.0±2.9 Ma和 247.60 ± 1.4 Ma。前一年龄值直接进入了卡尼期，也即0.5 m的灰岩沉积厚度代表了8 Ma的时长，可信度有待商榷。后者重新测定的年龄虽然接近安尼期的起始年龄，但这一年龄值表明望谟甘河桥剖面的“绿豆岩”时代为早三叠世，而其下部的牙形石Chiosellatimorensis首现层位则代表进入安尼阶，绝对年龄数据与生物地层学结果不一致。因此，关于望谟甘河桥剖面“绿豆岩”的年龄或许还需通过其他的测年手段进行验证，目前尚不能确定这层“绿豆岩”所代表的火山活动是否与上扬子地区其他地点的为同一期。

南盘江盆地内的“绿豆岩”层位较多，也并不以“绿豆岩”的出现作为组与组之间的分界标志。南盘江盆地内厚度最大的“绿豆岩”层出现在罗楼组顶部，而并非出现在上覆百丰组底界处；在罗楼组与百丰组中间还有一转换层(Transtion Beds)，而转换层中仍分布有多层火山灰(Ovtcharova et al.2006,2015)。Lehrmann等(2006) 对贵州关刀剖面的多层火山凝灰岩进行了锆石测年，得到246.77±0.13 Ma、247.13±0.12 Ma、247.32±0.08 Ma、247.38±0.10 Ma四个测年结果，并结合牙形石Chiosellatimorensis的首现层位将下—中三叠统的界线年龄定为247.2 Ma。Ovtcharova等(2015) 根据广西金牙剖面的14层火山凝灰岩进行锆石定年，年龄结果的范围在247.77±0.06 Ma和246.43±0.17 Ma之间，结合牙形石生物带和贝叶斯插值法将下—中三叠统的界线定为247.05±0.16 Ma，位于该界线年龄之上的凝灰岩层仍有三层。这表明，南盘江盆地中虽然记录了多期火山活动，但大多与上扬子台地的火山活动不同期。关刀剖面247.13±0.12 Ma的凝灰岩层和湾头剖面247.10±0.15 Ma的凝灰岩层应当代表的是同一期火山活动。鉴于Lehrmann等(2006)和Ovtcharova等(2015)所使用的锆石测年手段为CA—ID—TIMS，与本文的测试手段有所不同，因此不排除测试精度上的差别可能会造成结果上的差异。

目前来看，下扬子台地的洋坪剖面与上扬子台地的张口洞、石门坎剖面关岭组底界“绿豆岩”代表的火山活动是同一期，发生于246.6 Ma至246.9 Ma之间；南盘江盆地中关刀、湾头剖面存在与之时间接近的一期火山活动，发生于247.1 Ma附近。近年来对华南地区“绿豆岩”地球化学特征的研究显示，上扬子台地的“绿豆岩”兼具壳源—幔源特征，代表了典型的俯冲带岛弧岩浆的地球化学特征(芦云飞,2020;刘建清等,2021)。其来源很可能是哀牢山洋壳在右江盆地内向两侧俯冲而产生的弧火山运动，火山喷发的火山灰在南盘江盆地和扬子台地相对平稳的水体环境中沉积形成了“绿豆岩”。而年龄上的差异有可能是同一期岩浆活动内不同期次火山喷发的结果。因此，南盘江盆地转换层底部的第一层火山凝灰岩、上扬子台地关岭组最底部的“绿豆岩”以及下扬子台地巴东组最底部的“绿豆岩”有可能是同一期火山喷发的结果。南盘江盆地内发现的“绿豆岩”多数层位年龄更老，均在247 Ma以上，代表了南盘江盆地内的火山活动在早三叠世末期就已较为活跃；向北往扬子台地方向，在其上发现的多层“绿豆岩”的年龄较新，约为246.6 Ma，表明上扬子台地火山活动的活跃阶段较晚，出现在中三叠世之后。

另一方面，华南地区中三叠世火山凝灰岩所代表的火山活动，很可能也是促进该时期海洋生态系统复苏的原因。盘县动物群和罗平动物群的富集层位紧邻火山凝灰岩层之上，其营养结构已较为复杂(Motani et al.,2008;Jiang Dayong et al.,2009;Hu Shixue et al.,2011;Chen Zhongqiang and Benton,2012;Benton et al.,2013)，表明这些生物在火山活动后不久，其多样性和丰度最高，二者可能存在因果联系。例如，铁元素对于浮游生物的生长很重要，铁元素通过火山灰的富集可以促进海洋生产力的提升(Shaked and Lis,2012;Zeng Zhirui et al.,2018)。上扬子台地及南盘江地区多次火山活动产生的火山灰沉积在海水中，为海洋水体输入了丰富的营养物质，很可能促进了以浮游微生物为基础的海洋初级生产力提高，进而触发海洋生态系统在短时间内加速恢复，加快了海洋生物辐射演化的进程。而关岭组底部的“绿豆岩”和含化石层间凝灰岩的绝对年龄可相互校正，准确限定海生爬行动物的存续时间，进而更加精细地推算海洋生态系统复苏的时间和速率，为理解海洋生态系统在三叠纪的重建及恢复模式提供重要参考。

国际下—中三叠统界线层型剖面和点的确定需要综合地层学的手段进行限定。石门坎剖面下—中三叠统界线附近的地层连续、出露良好，可连续采样的露头长约8 m，在第0层上下均有完整的灰岩、白云质灰岩及钙质泥岩的沉积序列，可以进行牙形石等生物地层学样品采集和磁性地层学的工作。此外，石门坎剖面连续的地层序列也适合于进行等间距高精度的化学地层学测试，未来有望进行稳定同位素、天文旋回地层学等相关工作。

5 结论

(1) 对新民镇石门坎剖面关岭组与永宁镇组界线之上0.6 m,1.2 m,1.4 m和1.6 m处的四层凝灰质页岩中的锆石进行了LA-ICP-MS的U-Pb定年，得到的年龄值分别为246.9±1.1 Ma,245.0±1.3 Ma,245.8±1.7 Ma和243.9±1.6 Ma。接近关岭组与永宁镇组界线的测年结果与目前安尼阶底界候选层型剖面处的年龄结果相近，与上扬子台地其他剖面安尼阶底界附近的测年结果可对比；

(2) 下扬子台地巴东组底部、上扬子台地关岭组底部和南盘江盆地罗楼组之上转换层底部的“绿豆岩”很可能代表了同一期火山活动，这三层火山灰具等时性，可用于华南地区安尼阶底界的对比；

(3) 火山凝灰岩向海洋的输入很可能促进了初级生产力的提升，为进一步了解海洋生态系统在三叠纪的复苏速率和模式提供参考；

(4) 位于上扬子台地且出露下—中三叠统界线的石门坎剖面提供了绝对年龄数据，后续具有继续开展牙形石生物地层学、磁性地层学等综合地层学工作的潜力。

致谢：本研究的野外踏勘、剖面实测和样品采集得到了殷亚磊、李家春、顾书纶、姚明涛、冶小军、王一诺、苏心笛、王施沛同学的协助；图件汇编和文稿校对分别由石兴发、常君禹和陈智艺协助完成。在此一并表示感谢。